WARUNKI SYNOPTYCZNE

Analizę sytuacji synoptycznych panujących w czasie ekstremalnych opadów gradu w środkowej Europie oparto na mapach synoptycznych pochodzących z codziennych biuletynów IMGW oraz z zasobów DWD (modele GFS). Z analizy map wynika, że większość opadów gradu, szczególnie tych o największych rozmiarach gradzin, związana była

75 z konwekcją powstałą na chłodnym froncie atmosferycznym. W tych warunkach zarejestrowano ponad 60 dni z gradem, co stanowi około 33% wszystkich dni z tym zjawiskiem odnotowanych w bazie ESWD na obszarze Polski i Niemiec. Kolejną grupę stanowią opady gradu powstające na liniach szkwału formujących się przed frontem chłodnym. Zalicza się do niej niemal 28% dni z gradem. Ostatnią liczną grupę tworzą dni (było ich łącznie 48), w czasie których powstawało zafalowanie na froncie atmosferycznym, powodujące znaczne zachwianie równowagi panującej w troposferze, co skutkowało wystąpieniem opadów gradu (rycina 39).

Rycina 39. Sytuacje synoptyczne związane z opadami gradu w środkowej Europie. Źródło: opracowanie własne na podstawie danych z ESWD.

Wymienione trzy rodzaje sytuacji synoptycznych były odpowiedzialne za 90% najbardziej ekstremalnych burz gradowych, w czasie których dochodziło do najintensywniejszego wzrostu średnicy gradzin. Pozostałe mało liczne grupy stanowią opady związane z konwekcją rozwijającą się w obrębie jednorodnej masy powietrza (burze wewnątrzmasowe) czy też w czasie lub po przejściu ciepłego frontu atmosferycznego (rycina 39).

W czasie dni z gradem dominował południowo-zachodni kierunek adwekcji ciepłych i wilgotnych mas powietrza znad Basenu Morza Śródziemnego. Należy jednak podkreślić, że w wielu przypadkach nad obszar środkowej Europy docierały także masy powietrza z południowego wschodu, a zatem cechujące się większym kontynentalizmem (rycina 40).

0 10 20 30 40 50 60 70

chłodny front linia szkwału fala na froncie burza

wewnątrzmasowa ciepły front Liczb a d n i z grad em <4 ≥4 b.d.

76 Rycina 40. Częstość adwekcji mas powietrza z różnych kierunków w czasie dni z gradem.

Źródło: opracowanie własne na podstawie danych z ESWD i modeli GFS.

Do szczegółowej analizy ekstremalnych opadów gradu w środkowej Europie wybrano 5 najbardziej charakterystycznych przypadków opadów gradu, które zilustrowano mapami synoptycznymi i obrazami sytuacji panującej w wyższych partiach troposfery. Wybierając przypadki do analizy zwracano uwagę np. na rekordowe rozmiary gradzin, jakie zarejestrowano danego dnia, czy liczbę przypadków gradu zanotowanych nad danym obszarem. Wybrane przykłady ilustrują każdą z sytuacji synoptycznych wyszczególnionych na rycinie 39.

2011.09.11 – CHŁODNY FRONT ATMOSFERYCZNY

Przykładem ekstremalnego gradu był opad z 11 września 2011 roku. Wówczas nad obszarem Niemiec przetoczyła się intensywna i długotrwała burza gradowa, przynosząc opady wzdłuż obniżeń terenu oddzielających Reńskie Góry Łupkowe i Harz od pozostałego fragmentu Średniogórza Niemieckiego (przebieg z południowego zachodu na północny wschód). Łącznie tego dnia wpłynęły 64 raporty gradowe, dokumentujące znaczne zniszczenia budynków, samochodów i upraw rolnych. Pierwszy przypadek opadu gradu zarejestrowano tego dnia o godzinie 12:20 UTC niedaleko granicy z Luksemburgiem w miejscowości Kirn. Następnie burza gradowa przemieszczając się w kierunku północno-wschodnim nasilała się, przynosząc opady o największych rozmiarach (gradziny o maksymalnej średnicy 8 cm) około godziny 16:00 UTC w rejonie miejscowości Dessau pomiędzy Magdeburgiem a Lipskiem. Ostatnie opady gradu (3 cm średnicy)

0 10 20 30 N NE E SE S SW W NW

77 zarejestrowano o 17:21 UTC w Brandenburgii. Opisana strefa opadów przemieszczając się nad obszarem Niemiec utworzyła szlak gradowy widoczny na rycinie 36. Zatem większość wrześniowych opadów gradu powstała jednego dnia w czasie opisywanej w tym miejscu sytuacji synoptycznej.

Jak wynika z map synoptycznych wspomniana burza gradowa zainicjowana była przez chłodny front atmosferyczny powstały w ciepłym, południowo-wschodnim sektorze niżu. Tego dnia nad Oceanem Atlantyckim wykształciła się rozległa bruzda obniżonego ciśnienia, która przemieszczała się w ciągu dnia w kierunku Skandynawii. Dodatkowo sytuację pogodową w Europie modyfikował utrzymujący się nad wschodnią Europą chłodny niż (rycina 41A). Na mapie topografii barycznej widoczne jest także ostre wygięcie prądu strumieniowego, ciągnącego się od Zatoki Biskajskiej po Morze Bałtyckie. W tej sytuacji nad środkową Europę wdzierała się wilgotna, ciepła i chwiejna masa powietrza znad basenu Morza Śródziemnego (rycina 41B).

78

A

B

Rycina 41. Dolna mapa synoptyczna (A), model GFS topografii barycznej 500 hPa (czarne linie), rozkładu ciśnienia na poziomie morza (białe linie) i grubość warstwy powietrza 500-1000 hPa

(skala barw) (B) z godziny 12:00 UTC dla 11.09. 2011. Źródło: http://www.wetter3.de/. Jednocześnie w ciągu doby wyraźnie wzrastały kontrasty termiczne nad środkową Europą wywołane napływem chłodnej masy powietrza znad Morza Północnego. Różnica maksymalnych wartości temperatury w dolnej troposferze pomiędzy północno-zachodnim skrajem Niemiec a wnętrzem kraju sięgała nawet 15°C (rycina 42A). Na linii chłodnego frontu, przebiegającego przez obszar środkowej Europy wartości Lifted Index (osiągające ok. -6 K) wskazują na możliwość intensywnej konwekcji z prawdopodobieństwem pojawienia się opadów gradu (Kunz i in., 2009). Adwekcja wilgotnej i ciepłej masy powietrza przyczyniła się także do wzrostu wartości wskaźnika MLCAPE (Mixed Layer

79

Convective Available Potential Energy) osiągającego w godzinach okołopołudniowych

>1800 J∙kg^-1 oraz gwałtownego spadku Lifted Index do wartości poniżej -6 K.

A

B

Rycina 42. Model GFS dla temperatury maksymalnej na wysokości 2m z ostatnich 6 godzin (A) oraz Lifted Index (izolinie) i MLCAPE (skala barw) (B) z godziny 12:00 UTC dla 11.09. 2011.

Źródło: http://www.wetter3.de/.

Takie warunki wskazują na intensywny rozwój burz wielokomórkowych lub nawet superkomórki burzowej przemieszczającej się nad obszarem Niemiec przez dłuższy czas (ok. 5 godzin) za sprawą silnie meandrującego prądu strumieniowego (rycina 42B).

2012.07.05 – LINIA SZKWAŁU

Tego dnia opady gradu nawiedziły północny skraj Alp Bawarskich, Rudaw i Przedgórze Sudeckie (8 przypadków). Rekordowych rozmiarów opady gradu

80 zarejestrowano w miejscowości Kochel na południu Niemiec (6,5 cm średnicy) oraz w Olszynie na Dolnym Śląsku (5 cm średnicy) (rycina 43).

Rycina 43. Mapa rozmieszczenia przypadków gradu zanotowanych dnia5 lipca 2012. Źródło: www.essl.org

Opady gradu powstawały tego dnia w czasie intensywnej konwekcji na linii szkwału, rozciągającej się na przedpolu cieplejszej masy powietrza przed chłodnym frontem atmosferycznym, docierającym nad obszar środkowej Europy z sektora zachodniego. Wędrówka frontów nad Europą wiązała się w tym dniu z wypełniającym się niżem zlokalizowanym u zachodnich wybrzeży Wysp Brytyjskich, migrującym na wschód kontynentu (rycina 44).

81

A

B

Rycina 44. Dolna mapa synoptyczna (A) oraz model GFS topografii barycznej 500 hPa (czarne linie), rozkładu ciśnienia na poziomie morza (białe linie) i grubość warstwy powietrza

500-1000 hPa (skala barw) (B) z godziny 12:00 UTC dla 5.07.2012. Źródło: http://www.wetter3.de/.

Środkowa i wschodnia część Europy znajdowała się w tym czasie w zasięgu wilgotnej (ponad 75% wilgotności względnej na poziomie 700 hPa) i ciepłej masy powietrza docierającej z południa. Temperatura na wysokości 850hPa przekraczała na południu Niemiec 16°C (rycina 45A i B). Taka sytuacja sprzyjała rozbudowie chmur Cb.

82

A

B

C

Rycina 45. Model GFS dla wilgotności względnej powietrza na poziomie 700 hPa (A), temperatury na poziomie 850 hPa (B) oraz Lifted Index (izolinie) i MLCAPE (skala barw) (C) z godziny 12:00 UTC

83 O pojawieniu się opadów świadczą znaczne wartościami MLCAPE (>2000 J∙kg^-1) w obrębie napływającej wilgotnej masy powietrza oraz niskie wartości Lifted Index (od -6 do -8 K) wskazujące na bardzo chwiejne warunki panujące w troposferze (rycina 45C). Skomplikowane ukształtowanie terenu w miejscach pojawiania się w tym dniu opadów gradu mogło także doprowadzić do powstawania stref zbieżności w obrębie pasm górskich. Sprzyja to rozwojowi głębokiej i wilgotnej konwekcji (Kalthoff i in., 2009). Biorąc pod uwagę znaczne wartości CAPE opady te mogły powstawać wewnątrz kilku złożonych komórek burzowych.

2010.06.10 – ZAFALOWANIE NA FRONCIE

W tym dniu zanotowano dwa przypadki ekstremalnie groźnych burz gradowych. Nawiedziły one północno wschodnią część Polski przynosząc opady gradu o średnicy wynoszącej od 4 do 5 cm. Jego skutki dotkliwie odczuła lokalna ludność, ponieważ kule gradowe wielkości piłki tenisowej uszkodziły wiele samochodów i budynków, powodując znaczne straty materialne.

Warunki synoptyczne panujące wówczas w Europie kształtowane były przez rozległą bruzdę obniżonego ciśnienia rozciągającą się wzdłuż wybrzeży Francji i Niemiec sięgającą aż nad obszar Polski. Pogłębiający się niż nad Zatoką Botnicką związany był z wygięciem prądu strumieniowego w średniej troposferze, co powodowało wtargnięcie nad obszar środkowej Europy wilgotnej i ciepłej zwrotnikowej masy powietrza z południowego zachodu. Intensywna adwekcja z południa docierała aż do wybrzeży Bałtyku, gdzie z przeciwnego kierunku napływało nad obszar Polski chłodne polarne powietrze z północnego zachodu. W tych warunkach na linii ciepłego frontu, biegnącego wzdłuż wybrzeży Morza Północnego i Bałtyckiego, pojawiło się zafalowanie sprzyjające rozwojowi intensywnej wilgotnej konwekcji (rycina 46).

84

A

B

Rycina 46. Dolna mapa synoptyczna (A), model GFS topografii barycznej 500 hPa (czarne linie), rozkładu ciśnienia na poziomie morza (białe linie) i grubość warstwy powietrza 500-1000 hPa

(skala barw) (B) z godziny 12:00 UTC dla 10.06.2010. Źródło: http://www.wetter3.de/. Rozwojowi równowagi chwiejnej sprzyjał także duży poziomy gradient temperatury w pasie nadmorskim (rycina 47A) i znaczna zawartość pary wodnej w dolnych warstwach troposfery. W tej sytuacji powstały znakomite warunki do rozwoju pojedynczych komórek burzowych. O dogodnych warunkach dla powstania opadów gradu świadczą także wartości

MLCAPE przekraczające 2000 J∙kg^-1 i Lifted Index spadający poniżej -4 K, co wskazuje na rozwój chwiejnej równowagi w atmosferze (rycina 47B).

85

A

B

Rycina 47. Model GFS dla temperatury maksymalnej na wysokości 2m z ostatnich 6 godzin (A) oraz Lifted Index (izolinie) i MLCAPE (skala barw) (B) z godziny 12:00 UTC dla 10.06. 2010.

Źródło: http://www.wetter3.de/.

2011.04.24 – BURZA WEWNĄTRZMASOWA

Zupełnie inny obraz warunków panujących w troposferze przedstawiają mapy dla 24 kwietnia 2011, kiedy zarejestrowano 8 przypadków opadów gradu, a ich rozmiary nie przekraczały 3 cm średnicy. Tego dnia strefa opadów przemieszczała się nad obszarem o bardzo urozmaiconej rzeźbie terenu od okolic Nowego Targu po Rzeszów. Pierwsze doniesienia o gradzie pojawiły się około godziny 10:15, ostatnie około 15:00 (rycina 48).

86 Rycina 48. Mapa rozmieszczenia przypadków gradu zanotowanych dnia 24 kwietnia 2011.

Źródło: www.essl.org

W tym przypadku nad obszarem środkowej Europy panowały względnie stabilne warunki baryczne, z zanikającym niżem nad Alpami i rozmytym układem wysokiego ciśnienia nad północno-wschodnią Europą. Odmienna sytuacja panowała w wyższych warstwach troposfery, gdzie nad obszarem zachodniej i centralnej Polski powoli rozwijał się górnotroposferyczny niż prawdopodobnie pochodzenia termicznego. Pozostała część kraju znajdowała się w zasięgu słabego wyżu nad wschodnią Europą, blokującego cyklogenezę (rycina 49).

87

A

B

Rycina 49. Dolna mapa synoptyczna A), model GFS topografii barycznej 500 hPa (czarne linie), rozkładu ciśnienia na poziomie morza (białe linie) i grubość warstwy powietrza 500-1000 hPa

(skala barw) (B) z godziny 18:00 UTC dla 24.04.2011. Źródło: http://www.wetter3.de/. Również warunki termiczne w tym dniu odbiegały od warunków panujących w pozostałych omawianych przypadkach. Większość obszaru Europy znajdowała się w zasięgu względnie jednolitej termicznie masy powietrza, a mało wyraźna blokada wyżowa na wschodzie hamowała napływ powietrza z południa Europy jak to miało miejsce w pozostałych przypadkach. Jedynie mapa maksymalnych wartości temperatury wskazuje na większy poziomy gradient termiczny nad Polską (od <15°C w części wschodniej do 25°C na zachodzie) (rycina 50A).

Pojawienie się opadów gradu nad południowo-wschodnią Polską należy zatem wiązać z chłodnym powietrzem zalegającym nad tym obszarami w bliskim sąsiedztwie górnego

88 niżu. Wraz z intensywnym nagrzewaniem się lądu w godzinach okołopołudniowych (szczególnie obszaru o tak urozmaiconej rzeźbie) wzrastała chwiejność atmosfery, uruchamiając proces konwekcji. Mimo niskich wartości MLCAPE, nieprzekraczających o 12:00 UTC 400 J∙kg^-1, i słabego Lifted Index (niewiele poniżej 0 K, jedynie w centrum Polski -2 K) nad obszarem górskim powstały warunki pozwalające na powstanie opadów gradu (rycina 50B).

A

B

Rycina 50. Model GFS dla temperatury maksymalnej na wysokości 2m z ostatnich 6 godzin (A) oraz Lifted Index (izolinie) i MLCAPE (skala barw) (B) z godziny 18:00 UTC dla 24.04. 2011.

Źródło: http://www.wetter3.de/.

Znaczną rolę w tym przypadku odegrała wspomniana rzeźba terenu i obecność górnego niżu, co przyczyniło się do intensywnego mieszania w troposferze. Różnica w nagrzewaniu się dolin i grzbietów górskich oraz wzmożone tarcie nad obszarem

89 o tak zróżnicowanej rzeźbie może powodować dynamiczne wypiętrzanie chmur Cb a przy znacznych dostawach wilgoci, również stwarza dogodne warunki do formowania gradu (Kalthoff i in., 2009; Kunz i Puskeiler, 2010).

2009. 06.25 – CIEPŁY FRONT ATMOSFERYCZNY

Przykład opadów gradu zaobserwowanych w południowej Polsce dnia 25 czerwca 2009 roku ukazuje, że chwiejna równowaga atmosfery przynosząca ekstremalne zjawiska pogodowe może się rozwinąć w sąsiedztwie ciepłego frontu atmosferycznego. Zanotowano wówczas 5 przypadków opadów gradu o rozmiarach sięgających od 2 do 6 cm średnicy. Najbardziej niszczycielski opad zarejestrowano o godzinie 12:00 we wschodniej części Wyżyny Lubelskiej w miejscowości Chełm. W kolejnych godzinach strefa burz gradowych przemieszczała się u podnóża Karpat w kierunku zachodnim aż do miejscowości Tarnowskie Góry na Wyżynie Śląskiej (opad z godz. 14:20) (rycina 51).

Rycina 51. Mapa rozmieszczenia przypadków gradu zanotowanych dnia 25 czerwca 2009. Źródło: www.essl.org

Pogoda w środkowej Europie kształtowana była w tym czasie przez rozległą bruzdę obniżonego ciśnienia, która przebiegała w pasie od północnego Atlantyku po Bałkany, rozdzielając się nad lądem na kilka mniejszych ośrodków barycznych. Wypełniający się niż u zachodnich wybrzeży Wysp Brytyjskich i sięgająca daleko na wschód zatoka niskiego ciśnienia, widoczna również w średniej troposferze, powodowała odchylenie przebiegu prądu strumieniowego, co umożliwiło napływ gorących mas powietrza nad wschodnią

90 Europę (rycina 52). Wspomniane zafalowanie na linii prądu strumieniowego jest również widoczne na mapie rozkładu temperatury na poziomie 850 hPa. W godzinach okołopołudniowych ciepłe powietrze dotarło do wschodniej Polski wraz z ciepłym frontem atmosferycznym przynosząc wzrost wilgotności powietrza i wzmożone opady (rycina 53A).

A

B

Rycina 52. Dolna mapa synoptyczna (A), model GFS topografii barycznej 500 hPa (czarne linie), rozkładu ciśnienia na poziomie morza (białe linie) i grubość warstwy powietrza 500-1000 hPa

(skala barw) (B) z godziny 12:00 UTC dla 25.06.2009. Źródło: http://www.wetter3.de/. Źródłem wilgoci w środkowej Europie był także powoli zanikający niż z centrum nad Bałkanami. W tej sytuacji za ciepłym frontem atmosferycznym w godzinach o najsilniejszej radiacji powstały dogodne warunki do rozwoju chwiejnej stratyfikacji powietrza przy jednoczesnej dużej zawartości pary wodnej w dolnej troposferze. Dało to impuls do intensywnej konwekcji (Lifted Index >-4 K) szczególnie na obszarach wyżynno-górskich

91 południowo-wschodniej i wschodniej Polski, której towarzyszyły ekstremalne opady gradu (MLCAPE >1800 J∙kg^-1) (rycina 53B).

A

B

Rycina 53. Model GFS dla temperatury na poziomie 850 hPa (A) oraz Lifted Index (izolinie) i MLCAPE (skala barw) (B) z godziny 12:00 UTC dla 25.06.2009. Źródło: http://www.wetter3.de/. 3.3.3 PARAMETRY Z SONDAŻY AEROLOGICZNYCH

Kluczowych informacji na temat warunków towarzyszących opadom gradu i sprzyjających ich powstaniu dostarczyła analiza parametrów pochodzących z pionowych sondowań atmosfery. Zgromadzone dane pogrupowano w zależności od rodzaju wskaźników (np. wskaźniki kinematyczne i termodynamiczne) a następnie przedstawiono je w postaci wykresów pudełkowych („ramka-wąsy”) i diagramów punktowych, uwzględniając opady gradu o różnej wielkości. W ten sposób uzyskano obraz warunków panujących w pionowym przekroju troposfery w czasie opadów gradu o różnej

92 intensywności mierzonej średnicą gradzin. Przeanalizowano 16 parametrów pochodzących z sondaży aerologicznych i wyznaczono te, które najlepiej obrazują warunki panujące w troposferze w czasie opadów gradu.

Jako, że opady gradu w znacznej mierze zależą od warunków termicznych panujących w troposferze, w pierwszej kolejności przeanalizowano wartości gradientu adiabatycznego w warstwie dolnego kilometra i pomiędzy 2 a 4 km nad poziomem gruntu. Gradient adiabatyczny informuje o zmianach temperatury powietrza wraz z wysokością, a zatem określa jak szybko powietrze ochładza się wraz ze wzrostem wysokości w danych warunkach. W sytuacji, gdy spadek temperatury powietrza w pionie jest znacznie mniejszy od gradientu wilgotnoadiabatycznego (wynoszącego ok. 0,5°C/100 m wysokości) cząstki powietrza są cięższe i mają tendencję do opadania, co skutkuje powstaniem termodynamicznej równowagi stałej w atmosferze. Z kolei warunkiem koniecznym do pojawienia się opadów gradu jest dynamiczne wznoszenie się nagrzanej cząstki powietrza, czyli intensywna konwekcja, która towarzyszy chwiejnej stratyfikacji atmosfery. W tych warunkach gradient adiabatyczny nie jest jednakowy w całym przekroju troposfery, a jego zmiana jest najbardziej wyraźna po osiągnięciu poziomu kondensacji (ang. Lifted

Condensation Level, LCL). W dolnej warstwie troposfery (do poziomu LCL) powietrze

wychładza się zgodnie z gradientem suchoadiabatycznym (ok. 1°C/100 m) natomiast, gdy osiągnie poziom kondensacji temperatura spada o ok. 0,5 – 0,6°C/100 m.

Jak wynika z ryciny 54 obrazującej gradient adiabatyczny w dolnym kilometrze troposfery warunki panujące w czasie opadów gradu wskazywały na suchoadiabatyczne wychładzanie wznoszących się cząstek powietrza. Mediana wartości gradientu w dolnej warstwie wynosiła blisko 10°C/1000 m niezależnie od rozmiaru gradzin. Podobnie wyrównane były wartości 75 percentyla wahające się od 10 do 11°C/1000m. Na szczególną uwagę zasługują jednak skrajne wartości 10 i 90 percentyla, które w przypadku opadów gradu o rozmiarze od 2 do 5,9 cm osiągały odpowiednio około 6°C i około 12°C. Niskie wartości gradientu adiabatycznego można tłumaczyć wysokością poziomu kondensacji, który mógł znajdować się na wysokości około 500 m (rycina 56 – prawa). W tej sytuacji o wiele szybciej następowało przejście od gradientu sucho- do wilgotnoadiabatycznego. W przypadku najbardziej ekstremalnych opadów gradu wartości gradientu adiabatycznego są niższe (ok. 9,5°C/1000 m) i szczególnie wyraźnie różnicują się w przypadku opadów o największych rozmiarach gradzin (ponad 2°C różnicy pomiędzy 25 a 75 percentylem).

93 `

Rycina 54. Średni pionowy gradient temperatury z dolnego kilometra troposfery [°C/1000m] (0-1 km Lapse Rate) dla przypadków ekstremalnych opadów gradu. Na wykresie oznaczono 10, 25,

75 i 90 percentyl oraz medianę. Źródło: opracowanie własne na podstawie danych z Uniwersytetu Wyoming.

Jak wspomniano wcześniej sytuacja zmienia się po osiągnięciu poziomu kondensacji. Wówczas spadek temperatury następuje zgodnie z gradientem wilgotnoadiabatycznym, co widoczne jest na rycinie 55. W warstwie troposfery pomiędzy 2 a 4 km nad poziomem gruntu wartości gradientu wyraźnie maleją osiągając od około 6 do 7°C. Jednocześnie zmiana temperatury o wartość wyższą niż 6°C/1000 m po przekroczeniu poziomu kondensacji świadczy o znacznie większej chwiejności atmosfery. Unosząca się cząstka powietrza nadal posiada energię do wznoszenia, ponieważ po uwolnieniu ciepła utajonego jest cieplejsza od otoczenia. Można stwierdzić, że wielkość rozmiaru gradzin zwiększa się wraz ze wzrostem chwiejności atmosfery. W szczególnych przypadkach opadów gradu (powyżej 6 cm średnicy) wartości gradientu wilgotnoadiabatycznego mogą osiągać nawet 8°C/1000 m. W takich warunkach cząstka powietrza o znacznej wyporności szybciej osiągnie poziom swobodnej konwekcji (ang. Level of Free Convection, LFC), co sprzyja powstawaniu ekstremalnych zjawisk pogodowych.

94 Rycina 55. Średni pionowy gradient temperatury z warstwy 2-4 km nad powierzchnią gruntu [°C/1000m] (2-4 km Lapse Rate) dla przypadków ekstremalnych opadów gradu. Na wykresie oznaczono 10, 25, 75 i 90 percentyl oraz medianę. Źródło: opracowanie własne na podstawie

danych z Uniwersytetu Wyoming.

Jak wspomniano wcześniej, parametrem określającym wysokość, na której rozpoczyna się proces kondensacji pary wodnej jest Lifted Condensation Level. Na tej wysokości wznosząca się cząstka powietrza osiąga temperaturę punktu rosy. Wysokość poziomu kondensacji (LCL) związana jest z zawartością wilgoci w dolnych partiach troposfery. Im większa wilgotność powietrza tym niżej znajduje się poziom kondensacji. W czasie opadów gradu wartości LCL obliczone dla cząstki powietrza o największej chwiejności (czyli most unstable LCL, MULCL) przekraczają 800 m n.p.g. Mediana dla przypadków o znanej wielkości gradzin wynosi od 1125 m n.p.g. dla najmniejszych gradzin do 1300 m n.p.g. dla opadów ekstremalnych (powyżej 8 cm średnicy). Jest to wysokość optymalna dla rozwoju burz gradowych (Groenemeijer i van Delden, 2007). Jeżeli podstawa chmur Cb znajduje się powyżej 2000 m n.p.g., sprzyja to rozwojowi silniejszych prądów zstępujących, ale jednocześnie wymaga znacznie większej chwiejności atmosfery w jej dolnych partiach. Dotyczy to nielicznych przypadków opadów gradu o średnicy 4-5,9 cm i 8-10 cm. Dla porównania, wartości dolnego i górnego kwartyla tego wskaźnika wyliczone dla przypadków bez zjawisk konwekcyjnych wahają się od 461 do 1074 m (Groenemeijer i van Delden, 2007). Mimo iż cytowane opracowanie dotyczy tylko obszaru Holandii można przypuszczać, że również w środkowej Europie

95 wysokość poziomu kondensacji w czasie dni z gradem jest wyższa niż przeciętnie i wzrasta wraz z rosnącą średnicą gradzin (rycina 56-lewa).

Jeżeli cząstka powietrza będzie odznaczać się dużą wypornością, przez co zacznie unosić się samoczynnie, wówczas osiągnie poziom swobodnej konwekcji (LFC). Im mniejsza różnica pomiędzy poziomem kondensacji a poziomem swobodnej konwekcji tym większe szanse na rozwój zorganizowanych komórek burzowych (np. na linii szkwału). W przypadku opadów gradu różnica wysokości między LCL i LFC maleje wraz ze wzrostem średnicy gradzin. Niewielkie różnice (mniej niż 100 m) w wartościach 10 percentyla LCL i LFC wskazują, że opady gradu wiążą się z wyjątkowo chwiejną stratyfikacją atmosfery. Duże różnice w wysokości obydwu poziomów świadczą z kolei o istnieniu warstwy hamującej konwekcję w troposferze (wysokie wartości CIN), co można zauważyć w przypadku opadów gradu o średnicy 6-7,9 cm (rycina 56).

Rycina 56. Poziom kondensacji (lewy wykres) i poziom swobodnej konwekcji (prawy wykres) dla najbardziej niestabilnej cząstki [m] dla przypadków ekstremalnych opadów gradu. Na wykresie

oznaczono 10, 25, 75 i 90 percentyl oraz medianę. Źródło: opracowanie własne na podstawie danych z Uniwersytetu Wyoming.

Również wysokość poziomu równowagi (ang. Equilibrium Level, EL) wykazują tendencję rosnącą wraz ze zwiększającym się rozmiarem gradzin. Jest to poziom, powyżej którego zostaje zahamowane dalsze wznoszenie się cząstki powietrza, a zatem może ona odpowiadać wierzchołkowi chmury Cb. Im bardziej rozbudowana w pionie komórka burzowa tym wyżej znajduje się poziom równowagi. Jednocześnie zwiększa to szanse na pojawienie się opadów gradu, które wiążą się z silnymi prądami wstępującymi w chmurze Cb. W przypadku omawianych opadów gradu mediana poziomu równowagi wahała się pomiędzy 9675 m dla najmniejszych gradzin, a 11030 m dla opadów o średnicy powyżej 8 cm. Z poniższej ryciny wynika również, że 25% wszystkich burz gradowych było

96 generowanych w chmurach kłębiastych sięgających niemalże tropopauzy (wysokość od 10 do 12 km nad poziomem gruntu) (rycina 57). W zachodniej Europie (Groenemeijer i van Delden, 2007) wartości tego wskaźnika w warunkach niekonwekcyjnych wynoszą przeciętnie od 2456 do 4865 m (dolny i górny kwartyl). Znacznie zwiększona wysokość

EL w czasie dni z gradem wskazuje na obecności warunków sprzyjających występowaniu

bardzo silnych prądów konwekcyjnych utrzymujących się do dużych wysokości